ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ

Предпосылки появления вертикальных движений возд уха рассмот рены в параграфе 5.1. Условия для их предстоящего развития в атмосфере могут б ыть б лагоприятными и неблагоприятными. Так, при неодинаковом нагревании разных участ ков земной поверхност и, поблизости нее появляются вертикальные т оки воздуха, но, зависимо от физического состояния атмосферы, они могут б ыстро зат ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ ух ать на неб ольшой высоте, либо же, напротив, распространяться на больш ую высот у, приоб ретая значимые вертикальные скорости.

На развитие верт икальных движений воздуха и их интенсивность сущест венное

воздействие оказывает соотношение межд у т емпературой поднимающегося либо опускающегося объема воздуха и температурой окружающей его среды. Такое ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ соот ношение определяется при сопоставлении сухоадиабат ического либо влажноадиабатического градиента с вертикальным температурным градиентом, характеризующ им реальное рассредотачивание температ уры воздуха с высот ой.

Разглядим чет ыре случ ая, х арактеризующие развитие вертикальных движений воздух а, в зависимост и от величины вертикального т емпературного градиента (рис. 5.15).

g ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ = 1,2°С/100 м g = 0,3°С/100 м g = 0,7°С/100 м g = 1°С/100 м
g > gа > gва gа > g ва > g gа > g > gва g = gа

Рис. 5.15. Зависимость развития вертикальных движений воздуха от величины вертикального температурного градиента

Сухоадиабатический градиент б удем считат ь равным 1°C на 100 м. Влажноад иабатический градиент для простоты рассуждений ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ возьмем равным средней его величине, т.е. 0,5°C на 100 м.

1. g > ga> gвa. Пусть вертикальный температурный градиент в окружающ ем воздухе больше сухоадиаб атического, а как следует, больш е влажноадиабатического и составляет

1,2°C на 100 м (g = 1,2°C/100 м).

Выд елим на уровне мыслей два объема возд уха - сухой и насыщенный ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ на высоте 300 м. Допустим, что в исходный момент температура в этих объ емах равна температ уре окружающ его воздуха, т.е. 11,4° C. Представим, что оба объема по любым причинам начали поднимат ься. Объем сухого воздуха с подъемом будет адиабатически ох лаждаться на

1°C на каждые 100 м. На высоте 400 м его т ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ емпература станет 10,4°C , на высоте 500 м -

9,4°C и т.д. Во всех случаях поднимающийся объем сухого воздуха будет теплее окружающего,

что явится предпосылкой его д альнейшего движения ввысь.


Если же этот объем сух ого воздуха по любым причинам начнет опускаться вниз, то он будет нагреват ься на 1°C ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ на каждые 100 м. На высоте 200 м его температура станет

12,4°C, на высоте 100 м - 13,4°C и т.д. Температ ура опускающ егося воздушного объема окажется ниже температ уры окружающ его воздуха. По эт ой причине опускание сухого воздуха б удет прод олжаться.

Подобная картина наб людается при подъеме и опускании объема ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ воздуха, насы щенного водяными парами. При поднятии он б удет ох лаждат ься т олько на 0,5°C на каждые 100 м и, как следует, б уд ет еще больше теплым по отнош ению к окружающему воздуху, потому его подъ ем будет более энергичным. При опускании вниз насыщ енный об ъем воздуха будет греться ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ по сухоадиабат ическому закону, т. е. на 1°C на 100 м, и, как следует, продолжать опускат ься как сухой воздух.

Таким макаром, в эт ом случае, когда вертикальный т емперат урный градиент воздуха б ольше сухоад иабатического и влажноадиабатического ( g > gaи g >> gвa), выведенная из состояния равновесия сухая ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ и насыщ енная воздушные массы становят ся неустойчивы ми, т.е. и в том, и в другом воздухе будут развиваться восх одящие и нисходящие движения. Такое состояние именуется неуравновешенным равновесием воздуха. Как правило это бывает в теплое время год а, когда прохладный воздух нат екает на т еплую подстилающ ую поверхность. Признаком ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ неуст ойчивого равновесия в атмосфере является образование об лаков верт икального развития: кучевых, мощно-кучевых и кучево-дождевых. В атмосфере появляется инт енсивная турб улентность, вызывающ ая болт анку воздушных судов.

2. g < gвa< ga. Пусть вертикальный температурный градиент в окружающ ем воздухе меньш е влажноадиабатического, а, как ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ следует, меньше сухо адиабатического и приравнивается

0,3°С на 100 м (g = 0,3°С/100 м).

Если в э том случае мы выделим два объема воздуха - сухой и насыщ енный на высоте

300 м с т емперат урой, равной температуре окружающего возд уха (в нашем случае 14,1°С), и сообщим этим объемам движение ввысь и вниз, то ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ увид им, что при подъ еме они окажутся х олоднее окружающего возд уха, а при опускании - т еплее. И в первом и во вт ором сл учаях об а об ъема будут стремит ься вернуться в первоначальное положение, т.е. сох ранить устойчивость. В э том случае выведенные из состояния равновесия ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ сухая и насыщенная воздушные массы будут ворачиваться в прежнее устойчивое состояние, т .е. возникш ие верт икальные движения б уд ут быст ро затухать. Такое сост ояние именует ся устойчивым равновесием воздуха. В слоях инверсии ( g < 0°С/100 м) и изот ермии ( g = 0°С/100 м) всегда

g < gвa< g a, поэт ому ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ они являются задерживающ ими слоями для восходящих потоков воздуха. Устойчивое равновесие об ычно наблюд ается в прохладное время год а, когда теплый возд ух натекает на прохладную подстилающую поверхность. В данном случае от сутствуют облака верт икального развит ия, в нижнем ярусе образуются слоистые и слоисто-кучевые облака, а ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ в среднем ярусе - высоко-кучевые. Полет в слоях атмосферы с устойчивым равновесием спокоен.

3. ga> g > gвa. В данном случае, когд а вертикальный температ урный градиент в окружающем возд ухе меньше сухо адиабатического, но больш е влажноадиабатического ( g gвa), к примеру, приравнивается 0,7°С на 100 м, то в сух ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ ом воздухе

верт икальные движения не образуют ся, а в насыщенном возд ухе развиваются только

восход ящие потоки, т.е. в случае подъема и опускания сухого воздуха, также при опускании насыщ енного воздуха наблюдается устойчивое равновесие. В случае же принужденного подъема насыщенного воздуха б уд ет неуст ойчивое равновесие. Такое состояние воздуха, когда он ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ остается устойчивым, будучи сухим, и становит ся неуст ойчивым, как насыщается водяными парами, именуется влажнонеустойчивым равновесием.


4. g =ga либо g =gвa. В эт ом случае, когда верт икальный т емперат урный градиент окружающ его воздуха равен сухоад иабатическому либо влажноадиабатическому, некот орый объем воздух а, поднятый либо опустившийся под ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ действием наружных сил на какую-либо высот у, зд есь же и останет ся, потому что температура в поднимающемся либо опускающемся объеме воздуха б удет равна температ уре среды. Такое сост ояние атмосферы именуется безразличным равновесием. Безразличное равновесие об ычно наблюдается в воздушных массах, которые малопод вижны и ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ долгое время находятся в од ном и том же районе.

Анализ рассмотренных соответствующих случаев позволяет сделат ь последующие вы воды:

1. В насыщ енном воздухе восх одящие потоки появляются легче, чем в сухом (ненасыщенном), т.е. насыщенный воздух всегд а более неуст ойчив при т ой же величине верт икального ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ температ урного градиент а.

2. Чем выше т емперат ура воздух а, тем легче в э том воздухе появляются восходящие потоки.

3. При неуравновешенном состоянии ат мосферы вертикальны е движения активно развиваются

и скорости восходящих потоков с высот ой растут, потому что с высот ой наращивает ся контраст меж температурой поднимающегося воздуха и ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ т емперат урой среды .

4. При устойчивом сост оянии атмосферы восходящ ие движения обычно не наблюдают ся, а если они по любым причинам и появились, то быст ро затухают .

5. Слои инверсии, изотермии, а т акже слои с маленькими верт икальными градиентами т емпературы ( g < gвa, т .е. g < 0,5°С ВЕРТИКАЛЬНАЯ УС ТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФ ЕРЫ/100 м) препятствуют развитию верт икальных движений воздуха и являют ся задерживающими слоями.


verouchitelnie-kanonicheskie-i-kultovie-osobennosti-pravoslaviya-uchebnoe-posobie.html
verovaniya-drevnih-slavyan-statya.html
veroyatnaya-revolyuciya-i-eyo-problemi-doklad.html